TECTÔNICA DE SAL – UMA BREVE REVISÃO
2.1 – REGIME DISTENSIONAL
Segundo Fossen (2012), até a década de 1980, as estruturas extensionais não recebiam a mesma atenção que as compressivas. Estas, aflorantes e formando as cadeias montanhosas, sempre chamaram mais a atenção dos geólogos. O panorama só mudou quando, na província Basin and Range, no oeste dos EUA, os estudiosos perceberam que zonas de cisalhamento inicialmente consideradas compressivas constituíam, na realidade, estruturas extensionais de baixo ângulo (possivelmente rotacionadas a partir de falhas normais de alto ângulo).
Os sistemas distensivos começaram a ser estudados com mais detalhe somente após o reconhecimento de sua importância na pesquisa de hidrocarbonetos e com o advento dos métodos cada vez mais sofisticados da geofísica, especialmente da sísmica (Fossen, 2012).
2.1.1 – As Falhas Normais e o Sistema de Falhas Normais
Uma falha normal, é aquela na qual o bloco superior, denominado capa ou teto, é rebaixado em relação ao bloco inferior, também conhecido como lapa ou muro (Peacock et al., 2000). Segundo Dennis (1967), a expressão teve origem em minas de carvão inglesas onde as falhas normais eram mais comumente conhecidas.
As falhas normais estão geralmente associadas a ambientes de regime tectônico distensional onde o σ1 (vetor tensão principal máximo) tende à vertical, e σ2 (vetor tensão principal intermediário) e σ3 (vetor
tensão principal mínimo) à horizontal (Fig. 2.1). A orientação geral dos eixos de tensão pode variar em função de anisotropias e descontinuidades pré-existentes (Loczy & Ladeira, 1976).
Figura 2.1 – Relação entre a orientação dos vetores dos esforços principais em um regime de falha normal, de acordo
Segundo Pluijm & Marshak (2004), em um regime distensional os sistemas de falhas normais formam bacias (riftes ou grabens). As bacias podem ser simétricas ou assimétricas, constituídas por duas ou uma falha de borda, respectivamente e são compostas por blocos baixos e altos. O bloco baixo é aquele que sofreu abatimento ao longo de falhas normais (Fig. 2.2 a) enquanto que o bloco alto (ou horst) é aquele que permaneceu em sua posição original (Fig. 2.2 b). Os grabens assimétricos, ou meio-grabens, são limitados por uma falha vergente ao sentido da distensão (Fig. 2.2 c).
Figura 2.2 - Ilustração esquemática de (a) um graben simétrico, (b) um horst (que pode ocorrer em grabens simétricos
ou assimétricos) e (c) um graben assimétrico (modificado de Fossen, 2012).
A falha principal de um sistema distensional, também denominada de descolamento basal, pode ser plana ou curva (lístrica). Nas falhas planares, o mergulho permanece o mesmo em profundidade, enquanto que, nas lístricas, este vai diminuindo com o aumento da profundidade. O segmento de alto ângulo é denominado de rampa e o horizontal, de patamar. À medida que o rifte se desenvolve ao longo de uma falha lístrica, o bloco do teto se acomoda sobre a falha gerando uma flexão, denominada de anticlinal de rollover (Fig. 2.3).
Figura 2.3 - Seção esquemática em perfil da disposição do anticlinal de rollover sobre uma falha lístrica (modificado
de Pluijm & Marshak, 2004).
O descolamento basal pode também ser constituído por duas rampas conectadas por um patamar (geometria rampa-patamar-rampa). Neste caso, se formam duas flexões no bloco do teto da falha, um anticlinal e um sinclinal de rollover (Fig. 2.4).
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Figura 2.4 - Seção esquemática em perfil da disposição dos anticlinais e sinclinais de rollovers sobre um descolamento
basal constituído por duas rampas e dois patamares (modificado de Pluijm & Marshak, 2004).
É comum, ocorrerem falhas secundárias conectadas ao descolamento basal de uma bacia. Quando este descolamento é curvo (lístrico), as falhas secundárias, planas (sistemas em dominó) ou curvas, sofrem rotação durante a distensão (Fig. 2.5).
Figura 2.5 - Modelos da disposição geométrica de falhas normais, secundárias, antes e depois de serem deslocadas
sobre uma falha principal, lístrica. (a) Perfil de falhas planares formando o sistema dominó e (b) perfil de falhas lístricas constituindo um conjunto de falhas rotacionadas (modificado de Pluijm & Marshak, 2004).
Em um sistema distensional, as estruturas acima descritas comumente coexistem sobre descolamentos lístricos, podendo formar conjuntos de falhas, denominados leques de imbricação ou duplexes extensionais (Figs. 2.6 e 2.7).
Figura 2.6 – Esquema de um sistema distensional com bacias simétricas e assimétricas, descolamentos basais lístricos,
horsts e sistemas de falhas imbricadas e em duplex (modificado de Twiss & Moores, 1992).
Figura 2.7 – Desenho em 3D, de um descolamento basal distensional com geometria de rampa-patamar-rampa com
as falhas normais dispostas em um leque de imbricação e um duplex extensional (modificado de Fossen, 2012).
2.2 – TIPOS DE RIFTEAMENTO
Segundo Withjack et al. (2002) o termo rifte é utlizado para definir regiões da litosfera nas quais ocorreram abatimento de blocos que resultaram em depressões, limitadas em suas bordas por falhas normais.
Para Fossen (2012), os riftes (às vezes denominados de ‘bacias rifte’) resultam do estiramento da crosta continental e podem ser classificados segundo dois modelos extremos, como ativos ou passivos. Riftes ativos, como as bacias da província Basin and Range, no oeste dos EUA e riftes do leste Africano, por exemplo, se caracterizam por pouca extensão e são formados em consequência à ascensão de material máfico/ultramáfico, associado a hot spots. Em riftes passivos, a distensão é causada pelos movimentos das placas litosféricas, e as bacias normalmente se formam em zonas de fraqueza previamente existentes, como riftes da região norte do Mar do Norte. Neste, não ocorre soerguimento mantélico na fase pré-rifte e o manto
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Figura 2.8 – Blocos diagrama respresentando o desenvolvimento de um rifte passivo. (a) Estágio inicial, (b) estágio
intermediário e (c) estágio final. Observar as três sequências sedimentares que podem ocorrer em qualquer bacia (Fossen, 2012).
Como exibido acima, em geral, três sequências caracterizam uma bacia: o pré-rifte (o embasamento, que não necessariamente é constituído por rochas sedimentares), o sin-rifte, depositado durante a extensão, e o pós-rifte, formado após o rifteamento. As sequências sin- e pós-rifte podem incorporar feições importantes para o armazenamento de hidrocarbonetos (Fossen, 2012).
Processos de rifteamento com componentes de ambos os modelos são comuns e um exemplo é apresentado por Hasui (2012). O autor sugere rompimento da crosta como resultado da ascensão de uma pluma, falhamento e abatimento de blocos seguido pela ascensão de material magmático. A extensão contínua contribuiu com o processo de rompimento da crosta continental, formando margens passivas com crosta e dorsal oceânica (Fig. 2.9).
O processo de rifteamento passivo pode ser analisado por meio de dois modelos: de cisalhamento puro e de cisalhamento simples. O rifteamento por cisalhamento puro, primeiro definido por McKenzie (1978), é descrito como o afinamento homogêneo da litosfera continental que é estirada simetricamente, dos dois lados (Fig. 2.10 a). Resulta uma bacia simétrica.
O cisalhamento simples, descrito por Wernicke (1985), considera que a distensão litosférica é acomodada por uma zona de cisalhamento, de mergulho variável, que, possivelmente, atravessa toda a litosfera. A deformação nesta região gera uma bacia assimétrica (Fig. 2.10 b).
Figura 2.9 - Esquema dos estágios evolutivos de um processo de rifteamento, com componentes de rifteamento ativo
e passivo e a indicação de exemplos naturais. (A) Estiramento litosférico promovido por pluma mantélica, seguida de fraturamento, intrusões e vulcanismo, podendo ser acompanhado ou não de soerguimento. (B) Rifteamento, seguido da formação de um vale, ainda com intrusões e vulcanismo. (C) Ruptura continental, formando os riftes nas margens passivas e a dorsal oceânica e conduzindo à abertura de oceano. (D) Expansão do oceano, desenvolvimento de zonas transformantes e de fraturas, e deposição de sedimentos nas margens passivas (Hasui, 2012).
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Figura 2.10 - Esquemas representando os modelos de cisalhamento puro (a) e de cisalhamento simples (b) (modificado
de Fossen, 2012).
2.3 – A INVERSÃO TECTÔNICA POSITIVA
O termo ‘inversão tectônica positiva’ ou ‘inversão de bacias extensionais’, é, segundo Cooper et al. (1989), Ziegler (1987), Williams et al. (1989) e outros autores, mundialmente utilizado para designar toda e qualquer bacia de origem distensiva submetida a um evento contracional.
De acordo com Bonini et al. (2012), durante a inversão pode ocorrer a reativação de falhas normais, com ou sem nucleação de falhas compressivas (Fig. 2.11). O reconhecimento dos dois eventos é possível quando coexistem rejeitos normais e compressivos em uma mesma falha.
Figura 2.11 - Representação esquemática de uma bacia extensional sendo invertida. Em virtude da compressão, a falha
Ainda segundo os autores, a inversão tectônica de bacias sedimentares tem recebido grande atenção durante as últimas três décadas, devido: i) à função de falhas pré-existentes, como estruturas preferenciais para a acomodação do encurtamento da crosta rasa, ii) ao papel de falhas de alto ângulo como potenciais fontes de sismos e iii) a sua importância econômica relacionada à geração de depósitos de minérios, em geral, e de hidrocarbonetos, em especial.
A título de ilustração, seguem abaixo, alguns exemplos da inversão tectônica positiva, na natureza, retirados de Bonini et al. (2012) (Fig. 2.12).
Figura 2.12 - Exemplos de bacias invertidas e estilos de reativação de falhas. (a) Seção sísmica interpretada da porção
leste da Plataforma de Sunda (sudeste da Ásia), com estratos do pacote sin-rifte mais espessos do que a sucessão lapa equivalente – soerguido por uma falha que sofreu inversão positiva, total. (b) Seção sísmica interpretada da porção sul do Mar do Norte, mostrando apenas uma falha normal reativada e totalmente invertida. Sombreamento amarelo = pacote de sedimentos sin-rifte; linha violeta = discordância principal; linha vermelha = falha normal invertida; linhas pretas = falhas normais não-reativadas; linha azul = nova falha de empurrão; seta branca = falha normal desenvolvida durante a extensão da primeira fase; seta preta = falha normal invertida (se associada com a seta branca), ou falha de empurrão formada durante a inversão. (c) Seção sísmica interpretada da porção offshore da porção central do Mar do
(b)
(c) (a)
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2.3.1 A Inversão das Bacias Evaporíticas na Margem Passiva Brasileira
Entre outros, Assumpção (1992), Lima et al. (1997) e Lima (2003), sugerem que a placa Sul- Americana esteja sofrendo um processo de inversão tectônica. Para estes autores, estaria ocorrendo, atualmente, uma compressão horizontal. No entanto, as razões que estariam causando esta compressão ainda não seriam totalmente claras. Lima (2003) propõe que a possível causa para este encurtamento seja a convergência entra as placas de Nazca e a Sul-Americana e a divergência entre as placas Sul-Americana e a Africana (Fig. 2.13).
Figura 2.13 – Modelo esquemático do efeito da divergência entre as placas Sul-Americana e Africana, a leste, e a
convergência da placa Sul-Americana com a Placa de Nazca, a oeste. Observar as setas maiores, em vermelho e azul, indicando as tensões regionais que atuam sobre a placa Sul-Americana, e, as menores, brancas, de escala mais local (modificado de Tingay, 2005).
Cobbold et al. (2001) apresentaram evidências para uma reativação de estruturas do Cretáceo Inferior e mais antigas, durante o Cretáceo Superior e o Paleogeno/Neogeno, na Margem Continental Sudeste do Brasil (região das bacias de Campos e Santos). Sugerem um regime de tensões transcorrentes,
onshore, transtensionais, que teria sido invertido para transpressionais durante o Neogeno, e que teria
causado reativação de falhas direcionais e de zonas de transferências offshore (Fig. 2.14).
Fetter (2009), fundamentado em uma análise estrutural baseada em dados sísmicos 3D, também apresenta evidências que contrariam o modelo clássico de rift-drift para a Bacia de Campos, de deslizamento gravitacional sobre um embasamento passivo. Para este autor, um tectonismo de reativação do embasamento (previamente reconhecido por outros autores, por exemplo, Assumpção, 1998; Cobbold et al., 2001 e Fetter
et al., 2002) seria tão importante para a evolução de margens divergentes quanto os ajustes isostáticos e a
Figura 2.14 – Mapa esquemático, simplificado, da Margem Continental do Sudeste Brasileiro, mostrando uma
reativação compressiva induzida por uma transpressão no período Neogênico (setas vermelhas mais grossas). Observar respectiva elipse de deformação que mostra a posição de falhas direcionais coincidentes com zonas de transferência das bacias de Santos e Campos, causando a sua reativação (setas vermelhas menos grossas) (modificado de Cobbold
et al., 2001).
Em uma tabela (Tab. 2.1), Fetter (2009) resume as principais feições observadas relativas à reativações do embasamento na Bacia de Campos. A figura 2.15, apresenta uma seção sísmica com estruturas invertidas.
Tabela 2.1 – Eventos de reativação do embasamento na Bacia de Campos, evidenciados pela análise estrutural de
sísmica 3D (modificado de Fetter, 2009).
Idade Estilo Estrutural Cinemática Posição na bacia
Neogeno Dobras que resultaram de
inversão
Transpressão ou compressão
Centro
Paleogeno Fault-propagation folds;
estruturas em flor negativa
Transpressão; transtensão Nordeste; centro
Cretáceo Superior Dobras Transpressão Nordeste
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Figura 2.15 - Uma seção sísmica, em profundidade, da Bacia de Campos, mostrando falhas reativadas, sobre o
embasamento falhado, que causaram a ascensão de antigos (paleogênicos) depocentros, durante o Neogeno (modificado de Fetter, 2009).
2.4 – A TECTÔNICA DE SAL
Fossen (2012) definiu o termo tectônica do sal (também conhecido como halotectônica), como sendo um processo deformacional em que a presença do sal ‘afeta o tipo, a geometria, a localização e/ou o
grau de deformação das estruturas’. Engloba a expressão halocinese, palavra que vem do grego: Hals ou Halos que significa sal, e Kinesis, movimento. A halocinese constitui um processo deformacional induzido
pela força da gravidade, na ausência de esforços tectônicos significativos. A tectônica de sal quando envolve esforços regionais está relacionada a ambientes extensionais mas também a compressionais.
Segundo Hudec & Jackson (2007), os evaporitos de ambientes extensionais são encontrados em quatro contextos tectônicos, principais: (i) em regiões cratônicas estáveis (bacias intracratônicas), ii) no sin- rifte de bacias rifte, (iii) no pós-rifte de bacias de margem passiva e (iv) em zonas de colisão continental e em bacias foreland. A distribuição geográfica, das bacias associadas às margens passivas, importantes para o presente estudo, é apresentada no mapa da figura 2.16.
O sal é uma rocha mecanicamente fraca (de baixa resistência limite ou ultimate strength), o que lhe confere a capacidade de fluir, se comportando como um material viscoelástico. Em consequência, as camadas de sal se deformam mais facilmente do que outras rochas. Este fato levou Hudec & Jackson (2007) a sugerirem que o sal constituI ‘a very sensitive barometer of strain’ que, quando presente em uma bacia sedimentar, permite o reconhecimento da história deformativa de forma bastante detalhada. O sal é responsável pela formação de armadilhas estruturais constituindo também um excelente selante. Tem, assim, um papel importante no condicionamento, migração e acumulação de fluidos como o petróleo e, portanto, na distribuição de reservatórios de hidrocarbonetos (Warren, 1989).
Figura 2.16 - Distribuição global de bacias evaporíticas do tipo margem passiva: BG: Benguela–Namíbia; CB: Cuba;
CG: Canning; CN: Carnavon; CP: Campos; ES: Espirito Santo; GC: Gulf Coast; GK: Great Kavir–Garmsar–Qom; GN: Gabon; HT: Haitian; KL: Kalut; KM: North Kerman; KQ: Kuqa; KZ: Kwanza; LC: Baixo Congo; PT: Petenchiapas; RM: Rio Muni; SG: Sergipe–Alagoas; SL: Salina–Sigsbee; SN: Santos; SU: Suriname (Hudec & Jackson, 2007).
Segundo Jackson (1995), a exploração do sal tem mais que 3.000 anos e se iniciou na Polônia, onde era conhecido como ouro branco. O primeiro trabalho científico a abordar estruturas de sal teria sido o de Ville (1856 apud Jackson, 1995), o qual buscou estabelecer modelos que melhor explicariam a dinâmica do diapirismo. Uma revolução na compreensão da halotectônica ocorreu, no entanto, apenas nas últimas décadas, especialmente após melhorias na resolução da sísmica de reflexão, mas também em decorrência dos avanços nas modelagens geológicas: numérica, analógica e de balanceamento e restauração estrutural.
2.4.1 - Propriedades do Sal e os Processos de Deformação em Margens Passivas
Segundo Hudec & Jackson (2007), o sal é considerado um tipo de rocha diferente das demais, em virtude de suas propriedades físicas e reológicas: baixas resistência mecânica e densidade, alta condutividade térmica, quase incompressível, impermeável e viscoso.
O sal é composto por anidrita, gipsita, argilominerais e, principalmente, halita. Possui densidade em torno de 2,160 g/cm3 (halita pura), mais baixa do que a maioria das rochas carbonáticas ou dos sedimentos
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mais densas tornam-se instáveis, o que resulta no fluxo do sal em direção à superfície (em um processo conhecido como flutuabilidade).
No Brasil, existem gigantescos depósitos evaporíticos, de idade aptiana (Cretáceo Inferior), na Margem Continental Leste Brasileira. Segundo Brun & Fort (2011), a tectônica de sal em margens passivas está relacionada a uma instabilidade gravitacional (espalhamento e deslizamento gravitacionais) e não a uma inversão de densidade como supunham os adeptos do modelo de flutuabilidade, mais antigo.
Os conceitos da tectônica do sal induzida por uma instabilidade gravitacional surgiram no final do século passado, em especial, a partir de estudos na região do Golfo do México. Entre outros, Rowan (1995) e Rowan et al. (2004) descreveram três processos da deformação induzida por gravidade: o deslizamento gravitacional, que corresponde ao deslizamento de um bloco rígido, sem deformação interna; o espalhamento gravitacional, no qual uma massa rochosa sofre colapso vertical e espalhamento lateral em função do próprio peso; e a deformação mista (Fig. 2.17).
Figura 2.17 - Esquemas representando os três processos da deformação induzidos por gravidade: (a) o deslizamento
gravitacional; (b) o espalhamento gravitacional; e (c) a deformação mista. As áreas sombreadas representam a deformação final e as setas os vetores do movimento (Rowan et al., 2004).
A figura 2.18 apresenta os modelos acima, simplificados por Brun & Fort (2011) e Fossen (2012): o espalhamento gravitacional, que ocorre em decorrência do peso da sobrecarga, o deslizamento gravitacional, resultante de um substrato basculado e a combinação dos dois mecanismos. Fossen (2012), ainda mostra a combinação dos dois mecanismos.
Figura 2.18 – Esquemas simplificados dos processos que causam o fluxo de sal. NM = nível do mar. As setas finas,
cinza e preta, indicam o fluxo do sal e a seta branca, grossa, a sobrecarga (modificado de Brun & Fort, 2011 e Fossen, 2012).
2.4.2 - As Bacias Evaporíticas Marginais Brasileiras
Para Mohriak et al. (2008), os evaporitos da Margem Continental Atlântica teriam se formado durante a terceira fase da ruptura do supercontinente Gondwana, conforme o modelo geotectônico apresentado pelos autores (Fig. 2.19). Nesta terceira fase, teriam se formado lagos e incursões marinhas responsáveis pelos extensos e espessos depósitos evaporíticos.
As principais feições estruturais, reconhecidas na Margem Continental Atlântica foram descritos, entre outros, por Palagi (2008), Mohriak et al. (2012) e Quirk et al. (2012). Os evaporitos posicionados no pacote logo acima da sequência sin-rifte, que preenche semi-grábens, compõe um arcabouço estrutural decorrente de um processo de deslizamento gravitacional. Em consequência, as bacias evaporíticas da margem passiva do Atlântico Sul são comumente caracterizadas por feições extensionais, no alto do talude, e compressionais, nas porções mais profundas. Nestas, o deslizamento do sal tem gerado diápiros e almofadas de sal que afetam as camadas pós-sal. Normalmente, a movimentação do sal ainda tem gerado condições que favoreceram a formação de falhas que se propagaram na seção sedimentar mais nova, formando semi-grábens e mini-bacias condicionados por corpos de sal (Fig. 2.20). A figura 2.20 apresenta uma seção geológica esquemática, de Palagi (2008), com as principais feições estruturais de bacias salíferas marginais do Atlântico Sul, interpretada a partir da análise de linhas sísmicas de reflexão e de poços exploratórios.
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Figura 2.19 - Modelo esquemático das cinco fases da evolução geotectônica das bacias evaporíticas da Margem
Continental Atlântica. (I) Extensão da litosfera conduzindo à ruptura do continente, com suave subsidência regional e formação de riftes intracontinentais; (II) avanço da atividade tectônica com ascensão de material mantélico (e intrusões) e aumento de sedimentação continental; (III) formação de lagos, e incursões marinhas gerando extensos e espessos depósitos evaporíticos; (IV) separação das placas Sul-Americana e Africana; e (V) sedimentação contínua sobre a margem passiva recém formada (modificado de Mohriak, 2012).
Figura 2.20 – Seção geológica esquemática exemplificando as principais estruturas presentes em bacias evaporíticas
Nesse contexto, a presença de horizontes dúcteis pode alterar, localmente, o campo de tensões (Fig. 2.21), transmitindo as deformações por áreas muito mais amplas ou, então, limitando a transferência efetiva do stress de rochas profundas para aquelas situadas mais à superfície (Tingay, 2005).
Figura 2.21 – Diagrama esquemático mostrando as orientações dos campos de tensões nas regiões onde ocorreu
descolamento entre o embasamento e a cobertura (setas vermelhas) ou não (setas azuis), em função da presença da camada de evaporitos (modificado de Tingay, 2005).